塔里木河流域地表水和地下水的轉化關系

李 林

(塔里木大學 水利與建筑工程學院, 新疆 阿拉爾 841005)

地表水與地下水是水資源中不可分割的重要部分，二者可進行密切的水質與水量交換，是影響區域水資源形成及其結構特征的重要因素[1-4]。研究地表水和地下水資源之間的相互作用和轉化的關系，是評價和管理區域水資源的前提，對掌握水資源的形成機制，合理開發利用水資源，建立區域水資源循環模式和科學管理水資源總量具有重要意義[5-6]。自1877年Boussinesq開展對地表水和地下水的相互作用研究以來，國內外學者從未間斷對地表水和地下水資源的研究，各種研究方法被國內外眾多專家學者應用到不同的地區和流域，主要包括模擬計算法、水量平衡法、調查分析法和環境示蹤法等[7-8]。各種方法均有其優缺點和適用性，其中：調查分析法耗時費力、誤差較大；水量平衡法對各源匯項的識別與量化過程復雜，往往具有較大誤差。隨著地表水與地下水相互作用研究的精細化與定量化，模擬計算法與環境示蹤法成為目前較為常用的研究手段[9-10]。模擬計算法具有可視性、仿真性等優點，但耦合模擬存在難度，且需要的數據量大，操作復雜，受參數精度影響較大，一般用于具備大量長序列資料的大范圍地區[11-13]。近些年來，環境示蹤法具有原理簡單、實用有效、可結合多種信息源數據進行分析推算等優點，得到了廣泛運用，并取得了很好的應用效果[14-16]。環境同位素技術逐漸發展成為水資源研究的重要手段，特別是作為水組成成分的氫氧同位素，在水資源補給、轉化和蒸發等方面開展了大量研究，取得豐富的研究成果，使得氫氧同位素技術成為地表水—地下水轉化關系研究過程中重要且成熟的手段。塔里木河是中國的第一大內陸河，近些年來，塔里木河流域的工業、城鎮生活和農業面源三方面的污染源導致塔里木河水質斷面中劣Ⅴ類水占比逐漸上升，2018年測得Ⅴ類水高于全國6.7%的平均水平[17]。再加上當地缺乏對塔里木河水資源的保護意識，過度開采導致地下水位下降，引發土壤鹽漬化和植被退化等一系列問題，嚴重阻礙塔里木河流域的生態建設和可持續發展[18-20]。為了保證和促進塔里木河流域社會經濟與生態可持續發展，必須全面認識塔里木河水質質量問題。鑒于此，本文基于2018年塔里木河的監測數據，運用同位素分析技術，探索塔里木河流域地表水和地下水的轉化關系，為塔里木河的高質量發展提供科學依據。

1 材料與方法

1.1 研究區概況

塔里木河流域地理坐標為東經71°39″—93°45″，北緯34°20″—43°39″，位于天山山脈和昆侖山脈之間，是由葉爾羌河、和田河、阿克蘇河等匯合而成，是南疆最大的河流，也是中國最長的內陸河流。塔里木河全長2 179 km，流域面積1.02×106km2，是一個封閉的內陸水循環和水平衡的相對獨立的水文區域。流域水資源總量為4.29×1010m3，地表水天然徑流量3.98×1010m3，地下水資源量為3.07×109m3。

1.2 調查與采樣

水文地質調查和水樣采集工作于2018年5—8月在塔里木河的上、中、下游進行，共采集地下水樣300個，地表水樣300個，泉水樣230個。測定氫氧同位素的樣品采用100 ml聚乙烯采樣瓶封裝，測定土壤陰陽離子的樣品采用600 ml聚乙烯取樣瓶封裝，樣品采集后及時采用封口膜密封，然后進行4 ℃低溫保存。

1.3 測試與方法

表1 研究區采樣點水化學指標

利用Piper三線圖可判斷水體中各離子比例和組份含量；Gibbs圖能夠有效地判斷水體中水化學組分的控制機制(降水優勢、巖石優勢和蒸發優勢)；采用離子比例系數與TDS的關系判斷水體化學組分和來源及形成過程；利用Chloro-Alkaline指數來研究離子交換反應，Chloro-Alkaline指數(CAI)的正負值代表水中與水層介質中的陰陽離子發生正反離子交換；受氣溫、空氣濕度等控制，水體在蒸發過程中的氫氧穩定同位素組成變化遵循瑞利分餾原理，可將其作為研究地表水與地下水徑流轉化過程的天然示蹤劑。當水中的Ca2+或Mg2+與含水層介質中的Na+或K+發生交換反應，采用公式(1)計算；反之采用公式(2)計算。

(1)

(2)

常規現場測定指標主要為pH值和DO(溶解氧)，其中pH使用型號為PHS-3E的pH計和玻璃電極法測定，DO使用型號為JPB-607A溶解氧測定儀和電化學探頭法測定。將-20 ℃保存的水質樣品送至北京原生態測試有限公司測定氘氧同位素，測定儀器為美國Picarro公司生產的L2130-l，使用方法為波長掃描光腔衰蕩光譜技術；本次研究中水體中222Rn同位素含量的測定采用美國Durridge公司RAD7型α能譜氡氣檢測儀。

2 結果與分析

2.1 水化學組成特征

表2 塔里木河上游流域不同時期水化學組成特征

2.2 水化學來源分析

圖1 塔里木河水化學來源分析

2.3 電導率變化特征

電導率(Ec)能夠反映出水體中總溶解離子的含量，因此，水體中電導率的空間分布特征常被推斷河流中徑流途經和滯留時間的長短。

由圖2可知，研究區水體的電導率較低，其中塔里木河流域上游電導率變化范圍為135～256 mV，中游電導率變化范圍為143～283 mV，下游電導率變化范圍為152～313 mV。從上游到下游，河水電導率沿程呈增加趨勢，可以推斷出塔里木河流域地形起伏較大，地形河道坡度陡峭。河水下游受支流匯入和徑流過程中溶解礦物質的雙重影響，使下游河水電導率增加不顯著。

由圖2還可以看出，塔里木河流域地下水電導率為106～559 mV，與河水電導率相比顯著增加，表明地表水和地下水系統相對獨立，地下水接受地表水補給量相當少或不接受地表水補給。

圖2 河水和地下水電導率分布特征

2.4 地下水氫氧同位素組成分析

由圖3可知，河水氫氧同位素擬合線為：δD=3.8δ18O-71 (R2=0.602)，線斜率為3.8；地下水為：δD=4.5δ18O-65 (R2=0.678)，線斜率為4.5。二者斜率相近，表明研究區地下水與河水存在水力聯系。與大氣降水線斜率相比明顯降低，這說明地下水和河水同位素組成受到一定程度蒸發作用影響。大氣降水是河水和地下水的主要來源，各河水樣點和地下水樣點均分布在大氣降水線附件，但河水沿大氣降水線的分布范圍較大，地下水沿大氣降水線的分布范圍較小，說明地下水氧同位素組成接近，河水中氧同位素組成存在差異。這是因為河水的δ18O與海拔呈負相關，隨著海拔的降低河水δ18O表現為富集；地下水徑流受盆地范圍的影響，途徑較短，區域地下水中同位素交換、溶解速度無顯著差異。各河水樣和地下水樣均位于大氣降水線左下方，水體的同位素比值相對偏負，這是由于天山融雪對河水和地下水補給造成的。

2.5 塔里木河水222Rn體積活度

塔里木河水222Rn體積活度沿程變化如圖4所示。上游地下水222Rn體積活度平均為15.23 Bq/L；中游地下水222Rn體積活度平均為21.03 Bq/L，下游地下水222Rn體積活度平均為23.15 Bq/L，地下水222Rn體積活度顯著高于河水。沿河干流水流方向，河水222Rn體積活度呈現明顯的波動。

注：Vsmow為維也納標準平均海水水樣同位素含量值。

圖4 塔里木河水222Rn體積活度沿程變化

2.6 基于222Rn的地表水—地下水轉化定量分析

根據以上分析確定的地下水與地表水相互轉化的區段，選擇有河水流量監測數據的幾個區段，應用222Rn的示蹤原理對地下水與地表水的轉化關系進行定量計算。根據質量守恒定律，上游地表水體某斷面處原有的222Rn總量與下游某斷面處原有222Rn總量之間的差異來自于地下水體對地表水的補給、地表水體中222Rn的衰變以及地表水體中222Rn向空氣中的擴散損失。根據這一原理，在地下水與地表水不同補給關系的區段可構造不同的質量守恒方程計算地表水和地下水的轉換量。根據前文所述河流沿程222Rn同位素特征，結合各采樣點河流流量關系驗證得到各個計算區段上地下水與地表水間的轉化關系(表3)。經過計算：上游地下水向地表水補給平均速率為1.76 m3/(d·m)，中游地下水向地表水補給平均速率為1.71 m3/(d·m)，下游地下水向地表水補給平均速率為1.65 m3/(d·m)。

表3 基于222Rn的地表水—地下水轉化定量分析

3 結 論

(1) 在塔里木河流域，地下水和河水的δ18O值具有不同的變化特征。地下水的δ18O隨流向逐漸呈現明顯的富集特點，而地表水則變化較小。TDS的沿程分析表明，上游的地下水由于河水下滲補給，加之側向徑流影響，其δ18O表現為大幅的下降，隨著河水補給的增加，其值不斷富集。地表水則隨流向其δ18O值逐漸下降，說明此時期地下水能夠對地表水產生補給。

(2) 塔里木河河水線與地下水線為的δD斜率相近，表明研究區地下水與河水存在水力聯系。但與大氣降水線斜率相比明顯降低，表明地下水和河水同位素組成受到蒸發作用影響。同時地下水氧同位素組成接近，河水中氧同位素組成存在差異。

(3) 塔里木河流域上游地下水向地表水補給平均速率為1.76 m3/(d·m)，中游地下水向地表水補給平均速率為1.71 m3/(d·m)，下游地下水向地表水補給平均速率為1.65 m3/(d·m)。囿于數據和資料的限制，本文僅初步分析了塔里木河流域地表水與地下水的轉化關系，但未進行各水體轉化比例關系的計算也未對其時間序列變化特征和塔里木河支流流域的轉化關系及影響因素等進行探討，這是以后進一步努力的方向。